GNGTS 2006
SESSIONE 1.3
STUDIO DI UTILIZZAZIONE DI SORGENTI SISMICHE MARINE TIPO
AIRGUN NELL’ESPLORAZIONE SISMICA TOMOGRAFICA DI
VULCANI ATTIVI: ESEMPIO DEL VULCANO STROMBOLI
V. Di Fiore(1), G. Aiello(1), L. Beranzoli(2), G. Bortoluzzi(3), M. Castellano(4), G. D’Anna(5),
P. Favali(2), E. Marsella(1) e D. Patanè(6)
(1) Istituto per l’Ambiente Marino Costiero (IAMC), C.N.R., Calata Porta di Massa, Porto di Napoli
(2) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia – Sez. di Roma 2
(3) Istituto di Scienze Marine (ISMAR), C.N.R., Bologna
(4) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia – Sez. di Napoli Osservatorio Vesuviano
(5) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia – Centro Nazionale Terremoti, Roma
(6) Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia – Sez. di Catania
Nell’ambito del progetto “INGV – DPC V2 – Monitoring and research activity at Stromboli and
Panarea”, sta per essere eseguito un esperimento di tomografia sismica del Vulcano Stromboli. Tale
esperimento prevede di utilizzare stazioni sismiche fisse, di installarne alcune mobili terrestri e marine
(OBS) ed effettuare energizzazioni in mare mediante un array di 4 cannoni ad aria compressa del tipo
GI.GUN ciascuno del volume di 210 cubic inch collocati a traino della nave oceanograf ica
“URANIA” del CNR.
Al progetto partecipano le Sezioni dell’INGV di Napoli, Roma, e Catania, l’Istituto per l’Ambiente
Marino Costiero (IAMC) del CNR di Napoli e l’Istituto di Scienze Marine (ISMAR) del CNR di
Bologna.
L’edificio vulcanico dello Stromboli ha iniziato a formarsi a partire da 100.000 anni. Il vulcano
presenta fianchi simmetrici ed accentuata forma conica e si eleva a circa 927 m sul livello medio del
mare. Questa rappresenta la parte emersa di un vulcano che si erge fino a 3000 m di quota dalla piana
batiale tirrenica. La struttura dell’isola di Stromboli è stata recentemente accomunata a quella dei
vulcani campani: in entrambi si ha uno strato a bassa velocità ben sviluppato, dello spessore di 10-15
km, sovrastato da una sottile crosta continentale (Panza et al. 2004).
L’attività eruttiva, tipicamente polifasica (Beccaluva et al., 1985), si è esplicata con la sovrappo
sizione di prodotti lavici (velocità delle onde sismiche nel range 2500-4000 m/s) e quelli di attività
esplosiva (prodotti piroclastici con velocità delle onde P nel range 300-800 m/s). La differenziazio ne
di attività eruttiva spesso produce elevati gradienti verticali e orizzontali del campo di velocità delle
onde sismiche. Le indagini sismiche più idonee per mettere in luce queste anomalie sono quelle basate
sui metodi d’inversione tomografica che per motivi di risoluzione, necessitano di numerose, ripetute e
appropriate energizzazioni e di un elevato numero di stazioni sismiche.
Inizialmente nel progetto erano previsti una serie di scoppi intorno all’isola a distanze = 6 km con
scoppi programmati a distanza di 200-300 m l’uno dall’altro con una distanza tra le stazioni sismiche
mediamente di 500 m. La massima copertura di stazione la si otteneva in due direzioni pre-ferenziali e
logisticamente più idonee; in direzione N-S identificato sulla mappa (Fig. 1) come profilo P1 ed in
direzione ENE-WSW identificato in mappa come profilo P2.
__________________________________________________________________________________
167
GNGTS 2006
SESSIONE 1.3
Fig. 1 - DTM del Vulcano
Stromboli con indicazione della
navigazione e dei profili topografici
(P1 e P2)
Alla luce di considerazioni di seguito riportate, il programma originario degli scoppi è stato cambiato.
Infatti nella prospezione tomografica dello Stromboli bisogna tener presente che l’energia di
penetrazione nel substrato prodotta dai cannoni è limitata dalla presenza di canali del suono e dalla
forte inclinazione dei fianchi del vulcano che produrrebbero incidenze critiche limitando l’energia in
trasmissione.
La propagazione delle onde nel caso in esame avviene secondo due tragitti. Il primo tragitto, riguarda
la propagazione di onde sonore nell’acqua fino al fondo mare o comunque fino alla parte sommersa
dei fianchi del vulcano; il secondo, è relativo alla propagazione del campo d’onda nei litotipi
costituenti l’apparato vulcanico tenendo conto della geometria e dell’angolo di incidenza con cui
arriva il fronte di propagazione.
La perdita di energia del fronte d’onda in acqua è essenzialmente dovuta al geometrical spreading
all’assorbimento dovuto alla viscosità del mezzo. L’attenuazione dovuta allo geometrical spreading è
proporzionale al logaritmo della distanza dalla sorgente mentre l’attenuazione per assorbimento è
dovuta alla viscosità del mezzo attraversato (perdita proporzionale al quadrato della frequenza) ed al
rilassamento molecolare (riduzione con passaggio di molecole a ioni indotta dalla pressione al
passaggio del suono).
Per la propagazione delle onde nell’acqua di mare si è utilizzato un algoritmo basato sul metodo
dell’equazione parabolica che risolve efficacemente i problemi di acustica oceanica che sono del tipo
“range di distanze” dipendente. Nel caso specifico l’impulso di pressione è determinato con la
seguente equazione (Collins, 1999)
(1)
dove ?è la densità; k è il numero d’onda;
Dalla Razionalizzazione ed espansione dell’equazione (1) si ha:
__________________________________________________________________________________
168
GNGTS 2006
SESSIONE 1.3
(2)
che fornisce la variazione di pressione tra la posizione r e (r+ ?r, z), dove z è la profondità k0=?/c0.
C0 è la velocità di fase, ßj,n e ?j,n sono i coefficienti complessi che definiscono i vincoli necessari per
controllare la stabilità e l’accuratezza della razionalizzazione e parzializzazione della (1) e
(3)
Nella figura 2 è mostrata una sezione 2D, coincidente con il profilo P2 (figura 1), dalla quale si
possono rilevare le perdite in dB riferite all’energia misurata ad un metro dalla sorgente. Il modello di
distribuzione della densità, temperatura e velocità della massa d’acqua è stato assunto da Waite, 2002.
La banda di frequenza dello spettro sonoro utilizzata è compresa tra 10 e 200 Hz.
In figura 2 è chiaramente evidente una zona d’ombra originata dalla presenza di una variazione di
velocità del suono intono ai 200 m di profondità. Questo inconveniente determina inizialmente una
zona di sottocampionamento del fondo mare da parte dei raggi sismici ed aumenta fino a oscurare
completamente la zona con distanza compresa tra 2000m e 10000 m. Risulta anche evidente che già ad
una distanza di 2000 m dalla sorgente, l’attenuazione è di circa 50 dB il che significa che partendo da
una pressione iniziale di 200 bar ad 1 m dalla sorgente, l’ampiezza si riduce 1 o al massimo 2 bar alla
distanza di 2000 m, praticamente annullando l’effetto sorgente.
Fig. 2 - Sezione batimetria 2D (ricavata da Favalli et al, 2005) lungo il prof ilo P2 con indicazione della perdita in dB dal
punto sorgente (coordinate 0,0). È evidente la zona d’ombra cor rispondente con una variazione di velocità del suono a circa
200 a partire da d=2000 e corrispondente con un angolo di incidenza di 42°.
__________________________________________________________________________________
169
GNGTS 2006
SESSIONE 1.3
Le simulazioni effettuate suggeriscono di effettuare scoppi da una distanza ottimale di circa 1000 m
dalla costa in modo da evitare la zona d’ombra e permettere di avere in prossimità del fondo marino
una pressione in grado di produr re spostamenti del suolo nei litotipi rilevabili dalla stazioni in mare e
in terra. È necessario tenere in conto che le esplosioni prodotte dallo Stromboli, producono un forte
rumore sismico di fondo che andrebbe a danno del segnale utile. Questo suggerisce di energizzare
possibilmente nei momenti di pausa dell’attività del vulcano incrementando il numero di scoppi nello
stesso punto effettuando successivamente lo stack delle tracce.
Bibliografia
Collins, M.D.,1999, User Guide for RAM version 1.0 and 1.0p. Naval Research Laboratory,
Washington DC.
Beccaluva L., Gabbianelli G., Lucchini F., Rossi P.L., and Savelli C., 1985. Petrology and K/Ar age of
volcanics dredged from the Aeolian seamounts: implications for geodynamics evolution of the
southern Tyrrhenian bacin. Earth Planetary Science Letter, 74, 187-208.
Favalli, M., D. Karátson, R. Mazzuoli, M.T. Pareschi and G. Ventura. “Volcanic geomorphology and
tectonics of the Aeolian archipelago (Southern Italy) based on integrated DEM data”, Bull. Volcanol.
(2005) 68: 157–170.
Panza G.F., Pontevivo A., Sarao A., Aoudia A., Peccerillo A., 2004. Structure of the lithosphereastenosphere and volcanism in the Tyrrhenian Sea and surrounding. Memorie Descrittive Carta
Geologica d’Italia, LXIV, Marani M.P., Gamberi F., Monatti E. (Ed.), 29-56
Waite, A.D., 2002, Sonar for Practising Engineers. III edition, Wiley, p 54.
170
GNGTS 2006
SESSIONE 1.3
__________________________________________________________________________________
171